2012, Vol. 28
, Sun JingGui, Zhang Yong, Han ShiJiong, Yang FengChao, Men LanJing, Gu AILei, Zhao KeQiang
大兴安岭是中亚巨型内生金属成矿带的重要组成部分，以其广泛发育内生铜等有色金属、贵金属矿床、矿化点倍受国内外地质学家的关注(芮宗瑶等，1994；赵一鸣等，1997；Zeng et al., 2009，2010，2011；刘建明等，2004)；特别是近年来的地质矿产勘查，先后发现了多座大型铅锌矿、铜矿、钼矿床以及中小型矿床(如：额仁陶勒盖、甲乌拉铅锌矿，多宝山、乌奴格吐山铜钼矿，莲花山、闹牛山、布敦花铜银矿、大井铜矿、白音诺尔铅锌矿、敖仑花钼矿等)，使得本区成为中国内生金属矿产勘查、开发和研究的的重要地区之一，并取得了许多新认识。在基础地质研究方面，板块学说认为东北地区的构造演化可分为古亚洲洋俯冲增生阶段、蒙古与华北陆块碰撞阶段、碰撞后/造山后岩石圈阶段与太平洋板块俯冲阶段(范蔚茗等，2008)；陆内造山与地幔柱理论认为中生代的造山作用起源于软流圈物质的上涌、底侵与拆沉，其造山过程为早中生代的前或初造山、中/晚侏罗世的主造山与白垩纪的晚造山幕三个阶段(肖庆辉等，2006)。
矿床地质研究方面，祝洪臣等(2005) 提出大兴安岭中生代早期的成矿作用形成于挤压造山环境，成矿母岩为钙碱系列中酸性浅成侵入岩，主要矿种为Cu；晚期成矿作用形成于伸展环境，母岩为酸性浅成侵入岩，主要矿种为Sn(刘光海和白大明，1994；耿文辉等，1995，2004；肖丙建等，2008)。葛文春等(2007a)认为中国东部侏罗纪-白垩纪初期大规模斑岩-矽卡岩型铜钼矿床的形成应与东侧古太平洋板块的俯冲有关，120~130 Ma的大规模岩石圈减薄并不伴随此类矿床的发育。Zeng et al.(2011) 将本区划分为四个成矿带，并对本区矿床类型、特征及成矿潜力进行了系统总结。
岩石地球化学方面，东北地区显生宙的花岗岩具有低初始Sr、高初始Nd，显示其形成与地幔关系密切(吴福元等，1999；Wu et al., 2011)；中生代的花岗岩根据微量元素的特征可划分为起源于幔源岩浆分异作用的高Sr花岗岩与幔源基性岩石部分熔融的低Sr花岗岩(林强等，2004)。
这些成果一定程度上推动了该区内生铜矿床成矿理论的研究，为深入研究该区成矿特征奠定了基础，但是从发表的研究成果来看，对研究区的内生铜矿床的成因类型、成矿时代以及成矿动力学背景的认识还有较大的争议。本文在全面总结各类铜(钼)矿床地质特征的基础上，深入解剖了内生铜矿床的成矿时代、成矿期与成矿专属性，初步确定大兴安岭地区内生铜矿床的成因类型主要为斑岩型、浅成热液高硫化型和接触交代型三类，前两者的成矿分别发生在485Ma左右的早古生代、180~170Ma的中侏罗世，与170~160Ma的中侏罗世、150~135Ma的早白垩世早期，后者为中侏罗世、早白垩世早期；成矿动力学背景与早古生代地块拼合碰撞造山环境和中侏罗世的板块碰撞缝合造山以及早白垩世岩石圈伸展减薄环境相适应，这一成果为今后进一步揭示该区成矿规律提供了科学依据。
2 区域成矿地质背景大兴安岭地处华北地台与西伯利亚地台之间的天山-兴蒙造山带的东端，南以西拉木伦断裂为界与华北板块接壤，东以嫩江-八里罕中生代断裂与松辽盆地、小兴安岭、张广才岭相邻，整体呈现为NE-NNE向展布的成岩成矿构造域(图 1)。先后经历了古亚洲洋演化、太平洋板块俯冲以及新生代深断裂等多期构造、岩浆作用，使得本区成为中国东北部寻找内生铜等有色金属、贵金属矿床的重要地区之一。
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图 1 大兴安岭地区地质概况和内生铜矿分布图(据祁近平等，2005修改) Fig. 1 The sketch map of geology and endogenous copper deposits in Great Xing'an Range(modified after Qi et al., 2005) |
研究区的前寒武地层仅发育于东段的北部，为元古代绿片岩、角闪岩相类变质岩。盖层为古生代的碎屑岩、碳酸岩以及中生代的火山碎屑岩系。区内出露的地层主要是中奥陶统多宝山组和铜山组，为一套安山质、凝灰质海相火山沉积建造，主要分布于大兴安岭北东段(黑龙江省地质矿产局，1993)；下二叠统大石寨组为浅海相的基性、中性、酸性火山岩组合，局部夹有正常碎屑岩，分布于黄岗梁-甘珠尔庙-乌兰浩特一带(内蒙古自治区地质矿产局，1991；鲍庆中等，2005；周振华等，2010)；上二叠统林西组为湖相粗碎屑沉积，广泛发育于大兴安岭南段的林西地区，碎屑锆石的年龄为256±2Ma(李福来等，2009；韩杰等2011)。此外广泛分布晚中生代次火山岩，并发育古生代-中生代的二长花岗岩-花岗闪长岩-花岗斑岩为代表的花岗杂岩(图 1)。
3 矿床空间分布、成因类型与典型铜矿床的基本地质特征 3.1 矿床空间分布特点迄今为止，区内已探明内生铜矿床(矿化点)多达148个，其中超大-大型矿床3个，中型矿床10个，小型矿床25个。整体分布表现为沿北东向深大断裂呈现北东成带，北西成行的特点，并且断裂交叉部位成矿条件优越。大多数铜矿床或矿化点集中分布于三个区域，分别是北侧的额尔古纳成矿带、中间的塔木察格-牙克石-黑河成矿带与南侧的二连-东、西乌旗-乌兰浩特成矿带。
额尔古纳成矿带属于额尔古纳早古生代增生造山带，介于鄂霍次克缝合带与得尔布干断裂带之间，区内断裂、岩浆、火山活动强烈，广泛发育前寒武的绿片岩、角闪岩相变质岩，侵入岩主要为黑云母花岗岩，地层是中生代的火山-碎屑岩。该区分布有众多的内生金属矿床，已发现多座大中型矿山，如乌奴格吐山、八大关、八八一铜钼矿等。成矿多与中酸性斑岩体密切相关，以斑岩型铜钼矿床为主。
塔木察格-牙克石-黑河成矿带位于大兴安岭北段晚古生代中期增生造山带内，北西侧为得尔布干断裂带，东侧以嫩江-白城断裂为界，中酸性岩浆活动频繁，花岗闪长岩、二长花岗岩与花岗斑岩极为发育，与成矿有关的地层为中奥陶统的火山岩及碎屑岩。新中国成立以来多宝山地区发现了多宝山大型斑岩型铜钼矿床，铜山中型斑岩型铜钼矿床及三矿沟、小多宝山等小型矽卡岩型铜铁矿床。
二连-东、西乌旗-乌兰浩特成矿带的大地构造位置隶属于大兴安岭南段晚古生代早期增生造山带，嫩江-白城断裂以西，乌兰浩特以南的广大区域。通常认为区内的矿床主要为燕山期岩浆热液侵入二叠纪的火山-碎屑岩形成的，目前已陆续发现了莲花山、闹牛山、布敦化等中型浅成热液高硫化型铜银矿床与毛登、奥尤特、大井、敖尔盖等一大批中小型浅成热液高硫化型铜锡多金属矿床(矿化点)。
上述矿床，有的产在斑岩体内部、有的产在斑岩体与花岗闪长岩、二长花岗岩的接触带，还有的产在中生代火山岩、次火山岩区内，本文依据矿床地质特征，将其划分为斑岩型、浅成热液高硫化型和接触交代型三种类型(见表 1)。
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表 1 大兴安岭地区主要内生铜矿床的基本地质特征 Table 1 Basic geological features of major endogenous copper deposits in the Great Xing'an Range |
大兴安岭地区的斑岩型铜矿床集中分布于北段得尔布干断裂与黑河断裂一带，代表性矿床有多宝山、铜山和乌奴格吐山铜钼矿床等。
多宝山铜钼矿床产出于大兴安岭东坡隆起带与松辽沉降带的衔接部位，区内广泛发育北西向和北东向断裂，花岗闪长斑岩沿北西向断裂侵入花岗闪长岩中，并在两构造线交汇处成矿。矿体形态复杂，多呈扁豆状、透镜状或不规则状产出；矿石中金属矿物以黄铜矿与辉钼矿为主，多呈细粒半自形-他形粒状结构，矿石类型主要为细脉浸染状。围岩蚀变及矿化发育，空间上呈环带状分布，由内向外依次为硅化带、钾化带、绢英岩化带和青磐岩化带(杜琦，1988)；相应的可划分为四个热液阶段：硅化、钼矿化、铜矿化与碳酸盐石英阶段，以钼矿化与铜矿化最为发育。石英内流体包裹体均一温度为120~550℃，盐度为2%~60%NaCleqv(武广等，2009)，符合典型的斑岩型矿床特征(Sillitoe, 2010)。
乌奴格吐山铜钼矿床位于中生代海拉尔盆地与古生代额尔古纳褶皱隆起的隆凹转换地带，矿体产于火山管道二长花岗斑岩的内外接触带，岩浆活动频繁，依次为流纹质凝灰岩-二长花岗斑岩-英安质角砾岩-安山玢岩、花岗斑岩(秦克章和王之田，1993)。矿体受断裂分割为南北两个矿段，连续性好，多呈透镜状、板状或条带状产出；矿石为细粒他形粒状-自形粒状结构，主要呈细脉浸染状，以铜钼矿化为主，并伴有铅锌银等矿化。蚀变具有中心式面状蚀变的特征，可分为三个带：钾化带，绢英岩带和泥化带。依据前人的研究，石英内流体包裹体均一温度为100~>510℃，盐度为6.3%~75% NaCleqv，早中期发育有子晶矿物(李诺等，2007a)，同样具典型的斑岩型特征。
3.2.2 浅成热液高硫化型铜矿床浅成热液高硫化型铜矿床分布于大兴安岭的中段和南段，可分为两个亚类：一为铜银矿床，代表性矿床为莲花山铜银矿床；另一个为铜锡多金属矿床，代表性矿床为毛登铜锡多金属矿床。
莲花山铜银矿床是大兴安岭东南缘铜成矿带的一个重要矿床，位于突泉中生代火山盆地野马次级隆起的西南缘，矿区内发生了多次岩浆侵入事件，尤其是闪长玢岩和二长花岗斑岩，两者侵入下二叠统大石寨组变质凝灰岩和侏罗系万宝组砂砾岩、粉砂岩中，并于大石寨组中成矿。矿体受北西向断裂、裂隙带控制，呈脉状、透镜状产出；矿石矿物组合为黄铜矿、黄铁矿及少量的方铅矿与闪锌矿，细粒他形粒状结构，网脉状、脉状、浸染状、角砾状及块状构造。围岩蚀变为电气石化、阳起石化、硅化与绿泥石化，矿化可划分为四个阶段：早期的石英-硫化物、硫化物-石英、多金属硫化物和晚期的石英-方解石阶段，以中间的两个阶段为主(刘光海和白大明，1994)。流体包裹体显示，成矿温度介于130~>450℃，均值约为350℃，盐度为10%~40% NaCleqv，可见石盐、硫酸盐子矿物与富气相包体包裹体共存，隐爆特征明显(数据另文发表)，整体显示为浅成热液高硫化型矿床(Bonham, 1986)。
毛登铜锡多金属矿床是大兴安岭中南部典型的铜锡多金属矿床之一，位于华力西晚期地槽褶皱系的南东翼，出露地层为早中侏罗世复成分砂砾岩，侵入岩为晚侏罗世的花岗斑岩，矿体呈脉状、串珠状产出于两者内外接触带的北西向压扭性断裂裂隙带内。金属矿物主要为黄铜矿、锡石及方铅矿、闪锌矿等，他形粒状结构，以脉状构造为主。蚀变具有明显的线型分布特征，可划分为三个区带：钾化带、云英岩化带和硅化带；相应的矿化阶段为磁铁矿化、锡石化与多金属硫化物矿化，与铜矿有关的为最后一个阶段。石英内流体包裹体均一温度为200~550℃，盐度为8%~17.5% NaCleqv，且均一温度相近的富液相包裹体、富气相包裹体和含NaCl子晶的高盐度流体包裹体共存，反映发生了明显的沸腾(刘玉强，1996)。与莲花山铜银矿床具有一致的浅成热液高硫化型矿床的成因属性。
3.3 接触交代型铜矿床接触交代型矿床在大兴安岭分布较少，仅有少数几个出现在局部地段，这与我国其它地区该类型铜矿占有较大比例的事实不符，本区代表性矿床为三矿沟铜铁矿。
三矿沟铜铁矿位于大兴安岭早古生代陆缘的多宝山岛弧活动带上，矿床受北西向(三矿沟背斜)与北东向(三矿沟断裂)构造控制，容矿构造主要是北西向次级破碎断裂构造或层间破碎带。矿区地层为中奥陶统多宝山组砂岩，粉砂岩夹安山玢岩、凝灰质粉砂岩和大理岩透镜体。燕山早期花岗闪长岩侵入，形成矽卡岩和铜矿化，矿体形态受矽卡岩产状和地层控制，呈条带状展布；矿石中金属矿物主要为黄铜矿、辉铜矿及磁铁矿等，结构多为他形或半自形粒状，构造主要为块状、胶状、浸染状构造。围岩蚀变以矽卡岩化为主，绿泥石化、绿帘石化较少见；矿化大致可以分为三个阶段，分别为矽卡岩、热液硫化物和表生阶段，以中间阶段最为重要(李之彤等，2008；王洪瑜等，2008)。
4 成矿年代学、成矿时代与成矿期长期以来，有关大兴安岭铜矿床的成矿时代和成矿期一直存在较大的争议，前人曾提出大兴安岭存在4个成矿阶段(贾盼盼等，2011)，中生代存在3个成矿阶段(毛景文等，2005)或2个阶段(刘翠等，2011；祝洪臣等，2005)；这些分歧不难看出，主要是不同学者采用测年方法不同(K-Ar、Rb-Sr、U-Pb、Re-Os)以及所测定的对象差异；本文将它们发表的数据和本次获得的定年结果分别列于表 2和表 3，下面就各成因类型铜矿床的测试结果分述如下。
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表 2 大兴安岭地区铜多金属矿床同位素测年数据(Ma) Table 2 Dating data of Cu-polymetalic deposits in the Great Xing'an Range(Ma) |
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表 3 小多宝山花岗闪长岩锆石LA-ICP-MS U-Pb测年结果 Table 3 LA-ICP-MS U-Pb data of zircons from granodiorite in Xiaoduobaoshan |
我们剔除表 2中精度较差的数据，然后以10Ma为间隔制成年龄频数直方图(图 2)，从中可以看出大兴安岭的铜成矿作用主要集中于两个时间段，分别为中侏罗世和早白垩世早期；尽管古生代存在如多宝山的超大型铜钼矿床，但整体显得较为孤立，暂且称为另一个重要的成矿时间段。
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图 2 大兴安岭地区内生铜矿床的年代学数据直方图 Fig. 2 Distribution of the geochronological data of the endogenous copper deposits in the Great Xing'an Range |
大兴安岭地区古生代铜钼矿床主要位于研究区东段的多宝山一带，以多宝山和铜山铜钼矿为代表，但长期以来对其成岩成矿时代却一直存在较大的争议。多数学者认为矿床就位于早古生代，前人测得的多宝山矿区的数据(K-Ar法、Rb-Sr等时线法)显示，成矿时间在170.4~397Ma之间(杜琦，1988；赵一鸣等，1997；刘驰等，1995)，波动巨大，由于数据多为K-Ar法，反映成矿后曾遭受过多期热事件，而非真正的成矿年龄。赵一鸣等(1997) 使用Re-Os法测得多宝山铜钼矿的辉钼矿模式年龄为507Ma ~521±14Ma，铜山铜钼矿的模式年龄为476Ma ~505±14Ma，这与葛文春等(2007a)获得的多宝山铜钼矿U-Pb谐和年龄(485±8Ma)以及崔根等(2008) 测得的花岗闪长岩SHRIMP年龄(479.5±4.6Ma)在误差范围之内，说明多宝山铜钼矿形成于早古生代的热事件，而非长期以来认为的晚古生代。
4.2 中侏罗世成矿期研究区内中侏罗世铜矿床分布较广，数量较多，多发育在大兴安岭北东段的得尔布尔断裂一线、中南段的莲花山一带及东段局部地区。得尔布尔断裂一线的铜钼矿多处于未开发状态，精确测年数据较少，仅乌奴格吐山铜钼矿床的成岩和成矿时代问题进行过详细研究，王之田和秦克章(1988) 认为黑云母花岗岩(围岩)年龄为187Ma；秦克章等(1999) 获得的二长花岗斑岩锆石U-Pb等时线年龄为188.3Ma，全岩Rb-Sr年龄183.9Ma，蚀变绢云母年龄183.5Ma，与李诺等(2007) 测得辉钼矿Re-Os等时线年龄约178Ma基本一致，因此基本上可认为其成岩成矿热事件为中侏罗世，而王之田和秦克章(1988) 曾得到成矿相关的乌奴格吐山斑岩体K-Ar年龄为138Ma，可能代表成矿后某一期热事件的年龄。在中南段，盛继福和傅先政(1999) 使用U-Pb等时线法测得莲花山与成矿有关的闪长玢岩年龄为161.8Ma，闹牛山闪长玢岩、布敦化花岗闪长岩的Rb-Sr年龄分别为161.8Ma和166Ma。在北段东部，王洪瑜等(2008) 测得三矿沟的花岗闪长岩K-Ar年龄为174.3Ma，这与葛文春等(2007a)用锆石U-Pb法得到的三矿沟与成矿密切相关的花岗闪长岩年龄(175Ma)十分相近。本文获得的小多宝山花岗闪长岩的U-Pb谐和年龄为170.8±0.63Ma(表 3、图 3)，也表明其属于中侏罗世岩浆活动的产物。
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图 3 小多宝山花岗闪长岩锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄谐和图 Fig. 3 Zircon LA-ICP-MS U-Pb concordia diagram of granodiorite in Xiaoduobaoshan |
该期是本区又一重要的成矿期，形成数量众多的中小型铜多金属矿床，主要分布于大兴安岭地区的南段，成矿多集中在140Ma左右。大井铜锡多金属矿的成矿年龄为138.3Ma(Wang et al., 2001)，敖脑达巴花岗斑岩的Rb-Sr等时线年龄为148.8Ma(赵一鸣等，1994)，毛登锡多金属矿花岗斑岩的Rb-Sr等时线年龄为149Ma(刘玉强，1996)，聂凤军等(2007) 获得朝不楞铜多金属矿床的Re-Os年龄为140.7±1Ma，显然这一系列矿床的产生多与早白垩世早期的岩浆热事件密切相关。
5 成矿专属性与成矿规律 5.1 斑岩型矿床的成矿环境 5.1.1 岩石地球化学特征从表 1与表 4可知，大兴安岭斑岩型铜矿主要产在两种典型的高钾钙碱性岩石组合中，分别为早古生代的花岗闪长(斑)岩与英云闪长岩，中生代的花岗斑岩、黑云母花岗岩。成矿相关的花岗质岩石与典型I型花岗岩相比(表 4)，具有较低SiO2含量(65.82%~71.10%)，相似的的Al2O3(13.36%~15.26%)、MgO(0.38%~1.97%)、Fe2O3T(2.31%~3.63%)与P2O5(0.05%~0.21%)，K2O/Na2O、A/CNK、A/NK也与I型花岗岩较接近，均值分别为0.85~1.11、0.95~1.07、1.28~1.55，这与罗铭玖等(1991) 得出的斑岩型矿床具有相似的地球化学特征；在岩浆系列判别图解中，21个样品的均值全部落入高钾钙碱性区域内(图 4a)，在岩石类型判别图解中(图 4b)投入到I型花岗岩区。
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表 4 大兴安岭地区铜矿床代表性岩石的主量(wt%)和微量、稀土元素(×10-6)组成 Table 4 Major(wt%)，trace element and REE(×10-6)composition of copper deposit in the Great Xing'an Range |
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图 4 大兴安岭成矿期花岗岩的岩浆系列判别图解(a)与岩石类型判别图解(b) Fig. 4 Discrimination diagrams of metallogenic granite magma series(a)and rock type(b)in the Great Xing'an Range |
斑岩型铜矿床的花岗质岩石具有较低的稀土总量，∑REE处于36.77×10-6~72.08×10-6之间，低于地壳平均值。在稀土元素配分图上(图 5a)，分配曲线完全一致，均为右倾型，(La/Yb)N在9.11~26.54之间，轻重稀土分馏较明显，显示极轻微的负铕异常，δEu*(δEu*=2×(Eu/0.0735)/((Sm/0.195)+(Gd/0.259)))为0.63~1.00。在原始地幔标准化蛛网图中(图 5b)，富集Ba、Rb、K等大离子亲石元素，强烈亏损Nb、Ta、Ti、P、Sr等高场强元素，Nb、Ta的亏损说明了岩浆起源于地壳，而P和Ti的强烈亏损反映了岩浆曾经历了磷灰石、榍石等副矿物的分离结晶。
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图 5 球粒陨石标准化的稀土元素配分图(a，标准值据Boynton, 1984)与原始地幔标准化的微量元素蛛网图(b，标准值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 5 Chondrite-normalized REE element pattern(a, normalization values after Boynton, 1984)and primitive mantle-normalized trace element pattern(b, normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
在花岗岩Y-Nb判别图中(图 6b)，样品投点多落入同碰撞与火山弧花岗岩区，说明其形成应与造山活动相关；在R1-R2构造环境判别图解中(图 6a)，多宝山与乌奴格吐山样品投影点除个别点位于碰撞后隆起区外，基本都落入同碰撞花岗岩区，二十一站全部落入碰撞后隆起花岗岩区。年代学资料的显示，多宝山岩体可能形成于中蒙古-兴安微板块与佳木斯-松嫩微板块碰撞拼合的早期；乌奴格吐山岩体产出于鄂霍次克洋俯冲消亡后，西伯利亚板块与华北板块陆缘增生带碰撞对接的早阶段；二十一站则处于碰撞后的隆升阶段。
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图 6 斑岩型矿床成(含)矿岩体的R1-R2构造环境判别图(a)与Y-Nb构造环境判别图(b) Fig. 6 R1-R2 tectonic discrimination diagram(a)and Y-Nb tectonic discrimination diagram(b)of porphyry deposits ore-forming(containing)rocks |
区内浅成热液高硫化型矿床的典型岩石组合为花岗斑岩、花岗闪长斑岩与次火山岩，其中花岗质岩石与成矿最为密切(表 1)。从表 4可知，与高硫化型矿床密切相关花岗岩的地球化学特征分为两类，一类以莲花山为代表，SiO2为66.91%~72.79%，MgO为0.70%~2.27%，CaO为1.57%~3.69%，TiO2为0.29%~0.59%，Al2O3为14.08%~15.77%；(Na2O+K2O)含量为7.16%~7.85%，Na2O/K2O比值为1.03~1.62，(Na2O+K2O)/CaO比值为1.95~4.79；另一类以毛登为代表，具有高SiO2，低Al2O3、MgO、P2O5，富碱的特征，SiO2均值含量为75.95%，Al2O3含量为11.89%，MgO含量为0.26%，P2O5含量为0.04%，K2O+Na2O含量为7.82%，Na2O/K2O为0.58，A/CNK为1.07，A/NK为1.18。与A型、I型和S型花岗岩相比(表 4)，在Al2O3、CaO、(Na2O+K2O)/CaO等参数上，前者接近于长英质I型花岗岩，后者趋向于A型花岗岩；在岩浆系列判别图解中，两类样品全部落入高钾钙碱性区域内(图 4a)，在岩石类型判别图解中(图 4b)前者投入到I型花岗岩区，后者落入A型花岗岩区域。
浅成热液高硫化型与成矿密切相关的花岗岩稀土含量较斑岩型明显富集，稀土总量均值为81.17×10-6~279.1×10-6，(La/Yb)N在6.88~23.74之间，轻重稀土分馏较明显。在稀土元素配分图上(图 7a)，各矿床曲线几乎完全一致，显示为强烈右倾型，δEu*为0.18~0.94，除莲花山外，均具有强烈的铕负异常。蛛网图中(图 7b)，存在Rb、Ba、Th、U、K等正异常与Nb、Ta、Ti、P等负异常，表现出大离子亲石元素的强烈富集与高场强元素的相对亏损，反映了源区可能有大量的壳源物质的加入，Eu的负异常说明了岩浆曾发生过斜长石的结晶分异或其作为残留矿物相被保留在源区。
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图 7 球粒陨石标准化的稀土元素配分图(a，标准值据Boynton, 1984)与原始地幔标准化的微量元素蛛网图(b，标准值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 7 Chondrite-normalized REE element pattern(a, normalization values after Boynton, 1984)and Primitive mantle-normalized trace element pattern(b, normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
浅成热液高硫化型花岗质岩石富集LREE，贫化HREE，亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素，显示为高钾钙碱性I型或A型花岗岩的微量元素特征。在Y-Nb花岗岩的构造环境判别图解中(图 8b)，与无论是铜银矿床，还是铜锡多金属矿床的花岗质岩石全部落入岛弧或同碰撞花岗岩区内；而在R1-R2判别图解中(图 8a)，铜银矿床中除个别样品外，大多数位于或非常接近同碰撞花岗岩区，铜锡多金属矿床的样品更趋近于造山后花岗岩区，反映经历了不同的构造演化历史。
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图 8 高硫化型矿床成(含)矿岩体R1-R2构造环境判别图(a)与Y-Nb构造环境判别图(b) Fig. 8 R1-R2 tectonic discrimination diagram(a)and Y-Nb tectonic discrimination diagram(b)of hydrothermal vein deposits ore-forming(containing)rocks |
接触交代型铜矿床的数量较少，规模较小，多与斑岩型共生，其成(含)矿体的主量、微量及稀土特征多与斑岩型相似，根据现有的资料推测其产生于碰撞后隆起区，本文不作过多的探讨。
5.4 成矿时空演化规律兴蒙造山带具有典型的微陆块碰撞造山的特点，成岩成矿过程与古亚洲洋和鄂霍次克洋的演化密切相关。自早古生代开始东部的佳木斯地块与松嫩地块沿嘉荫-牡丹江一线碰撞拼合(张兴洲，1992；张梅生等，1998，Wu et al., 2011)，并于奥陶世末结束，形成了佳木斯-松嫩微板块；西部的额尔古纳地块与兴安地块也于加里东期沿得尔布干一线构成统一的额尔古纳-兴安微板块。早中奥陶世以来，佳木斯-松嫩微板块与额尔古纳-兴安微板块沿贺根山-嫩江-黑河一线开始拼合(李双林和欧阳自远，1998)，最终在晚泥盆-早石炭世形成了独立于两大板块之间的黑龙江板块，其南部为古亚洲洋，北部为蒙古-鄂霍次克洋，同时在兴安地块产生了早古生代岛弧火山岩(510Ma，苗来成等，2003)和加里东期闪长岩-花岗闪长岩(~490Ma，崔根等，2008；葛文春，2007a)组合，该阶段形成了以多宝山为代表的塔木察格-牙克石-黑河铜钼成矿带。二叠纪末-早三叠世，华北板块与黑龙江板块沿西拉木伦-长春-延吉一线呈自西向东的“剪刀式”碰撞对接(李双林和欧阳自远，1998)，古亚洲洋消失，黑龙江板块成为华北板块的一部分。晚二叠世开始，鄂霍次克洋向南北两侧俯冲，闭合于晚侏罗-早白垩世(Zhao et al., 1990)，至此西伯利亚板块与华北板块最终缝合，产生了大量与俯冲造山或造山后相关的花岗岩与火山岩，同时伴生了额尔古纳与二连-东、西乌旗-乌兰浩特成矿带。从此以后，太平洋域的构造演化成为这一区域构造演化的主导因素(任收麦和黄宝春，2002)。
5.5 地球动力学过程对内生铜(钼、多金属)成矿的制约已有大量研究结果表明不同矿床往往产出于特定的地球动力学背景，裴荣富(2010) 认为矿床是地壳运动的特定产物，也是地壳运动的遗迹和极为重要的指示剂，它反映了特定的构造岩浆热事件。
多宝山矿田的花岗质岩石具有典型的岛弧与同碰撞花岗岩的性质，其成岩成矿年龄为485Ma前后，同期在漠河、塔河等地发现了大量的碰撞型花岗岩(葛文春等，2005，2007b；隋振民等，2006)，说明在额尔古纳地块与兴安地块碰撞拼合的过程中，或在额尔古纳地块的推动下，兴安地块南东侧逐步遭受洋壳的俯冲消减，开始产生一系列携有大量金属元素的岛弧火山岩，此后随着俯冲的加剧，兴安地块与松嫩地块的某些凸出部位逐渐碰撞，地壳继续挤压变形，导致局部地段温压急剧增加，大量的花岗质岩石经过同熔和重熔作用，并沿若干伸展部位上升侵位，同时在近地表附近形成斑岩型流体成矿系统，伴随着温压的下降，岩浆流体汲取自岛弧火山岩及其自身的金属元素缓慢卸载下来，最终形成多宝山、铜山为代表的铜钼矿床。
乌奴格吐山铜钼矿、莲花山、闹牛山和布敦化铜银矿的构造环境为岛弧和同碰撞性质，成岩成矿集中分布于160~180Ma之间，前人多认为是受到了太平洋体系的影响(秦克章等，1999)，但赵越等(1994) 提出中国北方地区在160Ma以后才受到太平洋板块构造的影响，并且距离遥远，远非太平洋岛弧所能达到(陈衍景，2002)。古地磁资料显示直到早白垩世西伯利亚板块才最终与华北板块完成拼合(李林庆和欧阳自远，1998)。因此我们完全有理由认为这一系列矿床产生于鄂霍次克洋南北俯冲后，两大板块的增生带碰撞造山，岩石圈增厚，温度上升，发生大规模部分熔融，岩浆沿局部伸展导致的薄弱部位侵位，后期随着温压的下降，金属元素等在有利部位逐渐释放出来，围岩为花岗质岩石则形成斑岩型，若为火山岩、次火山岩则形成浅成热液高硫化型。
大兴安岭中南段的铜锡多金属矿床产出于造山后环境，岩石具有A型非造山或造山后期花岗岩的性质，地化特征及盆山演化表明其受控于伸展构造的制约。成岩成矿时代在135~150Ma之间的早白垩世早期，此时正好处于西伯利亚与华北板块陆缘增生带碰撞造山后，增厚的岩石圈伸展减薄，从而引发大规模的岩浆侵入热事件，而不是通常认为的受滨西太平洋体系的制约。
6 结论本文在对大兴安岭地区铜矿床的基础地质、岩石地化及同位素年代学等系统性总结的基础上，对该区的铜矿床类型、成矿时代和动力学背景进行探讨，取得了以下三点结论：
(1) 大兴安岭地区内生铜矿床主要为斑岩型、浅成热液高硫化型和接触交代型，斑岩型与成矿密切的岩浆岩组合为高钾钙碱系列的I型花岗斑岩和花岗闪长(斑)岩，高硫化型为高钾钙碱系列I(Cu-Ag)或A型(Cu-Sn)花岗斑岩与次火山岩，矽卡岩型为高钾钙碱系列I型花岗闪长岩、花岗斑岩与碳酸盐等碎屑岩。
(2) 年代学研究结果揭示，区内存在三个大规模的内生铜(钼)成矿期，分别为早古生代、中侏罗世与早白垩世早期，其中斑岩型矿床主要发生在485Ma和180~170Ma，浅成热液高硫化型铜银矿床集中发育在170~160Ma 之间，而铜锡矿床成矿则发生于150~135Ma。
(3) 大兴安岭地区铜成矿分别与早古生代兴安地块与松嫩地块的拼合碰撞造山、中侏罗世西伯利亚板块和华北板块的陆缘增生带碰撞缝合造山以及晚侏罗世碰撞造山后的地壳伸展减薄作用过程相适应，斑岩铜钼矿床、浅成热液高硫化型铜银矿床和接触交代型铜多金属矿床发生在上述造山挤压与伸展转换阶段，而高硫化型铜锡矿床的成矿则发生在与之相适应的造山期后伸展阶段。
致谢 野外工作中得到了莲花山、闹牛山矿山、紫金矿业公司等单位领导和技术人员的大力帮助；锆石U-Pb年龄测试过程得到北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室赖勇教授、马芳老师的热情帮助和支持；在论文撰写过程得到中国科学院地质与地球物理所刘红涛、刘建明和曾庆栋研究员的指点；在此一并表示衷心的感谢。| [] | Bao QZ, Zhang CG, Wu ZL, Wang H, Li W, Su YZ, Sang JH and Liu YS. 2005. The Carboniferous-Permian lithostratigraphic division of west Ujimqin, Inner Mongolia. Journal of Stratigraphy , 29 (Suppl.) :512–519. |
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